地幔頂部Pn波成像方法的發(fā)展與應(yīng)用

賀羽慧，關(guān)玉蕊，孔 華，呂 彥*

1 中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所 地球與行星物理重點實驗室，北京 100029

2 中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049

0 引 言

地幔頂部是反映殼幔物質(zhì)交換、能量傳遞以及地幔對流等過程的關(guān)鍵層面.Pn波速度可以反映地幔頂部溫度、壓力、成分的變化（Lee, 2003; Perry et al., 2006），Pn波各向異性通常被認為是由地幔橄欖石晶體的定向排列引起，可以用于指示現(xiàn)今或最近一次造成地幔頂部橄欖石晶體定向排列的動力學(xué)過程（Becker et al., 2006; Karato and Jung, 1998;Karato et al., 2008）.由于地震Pn波的射線路徑集中在地幔頂部，在射線橫向覆蓋能力方面具有獨特優(yōu)勢，因而Pn震相是研究地幔頂部這一重要層面速度和各向異性結(jié)構(gòu)的優(yōu)勢震相，可以提供關(guān)于巖石圈結(jié)構(gòu)、板塊運動和深部熱物質(zhì)運移過程等關(guān)鍵信息（Buehler and Shearer, 2017; Hearn and Clayton,1986; Hearn, 1996, 1999; Lei et al., 2014; Lü et al.,2017; Mele et al., 1998; 裴順平等, 2003; Pei et al.,2007, 2011; 汪素云等, 2001; Wang et al., 2013; Zhou and Lei, 2016）.

對于上地幔的速度和各向異性結(jié)構(gòu)，多種層析成像方法及波形數(shù)據(jù)處理方法開展過相關(guān)研究（Dahlen et al., 2000; Fang et al., 2010; Guo et al.,2018; Huang and Zhao, 2006; Huang et al., 2021; Liu et al., 2014; Shapiro et al., 2005; Tape et al., 2009;Wang J et al., 2019; Wang Z et al., 2010; Yang, 2014;Yao et al., 2010; Zhang and Thurber, 2005; Zhao et al.,2009, 2016; Zheng et al., 2011）.在當前的數(shù)據(jù)和計算條件下，各種成像方法具有各自的優(yōu)點.多種方法共同發(fā)展并應(yīng)用，可以為地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)研究提供共同約束，提高我們對結(jié)構(gòu)細節(jié)認知的準確性.相較其它成像方法，射線路徑集中于地幔頂部的Pn波成像方法，盡管僅提供地幔頂部這一層面的橫向速度及方位各向異性信息，但其具有反演精度和分辨率高以及反演結(jié)果不受更深處地幔結(jié)構(gòu)影響等優(yōu)點.該方法經(jīng)過這些年的發(fā)展和改進，已經(jīng)成為研究地幔頂部結(jié)構(gòu)的成熟技術(shù)，被應(yīng)用于全球范圍獲取地殼厚度、上地幔速度和各向異性信息.并且隨著地震觀測數(shù)據(jù)的積累，Pn波速度與各向異性成像方法在全球多個板塊碰撞帶等重要區(qū)域提供了更加精細的結(jié)構(gòu)信息，展示了該方法在成像精度方面的優(yōu)勢.本文，我們從Pn成像方法的發(fā)展及其在全球的應(yīng)用兩方面進行綜述.

1 Pn波成像方法的發(fā)展

1.1 Pn波速度成像方法的建立

Hearn（1984）最早提出Pn波速度成像方法.其使用Pn射線的走時反演地幔頂部速度的橫向變化，實現(xiàn)Pn波速度的層析成像.該方法將地幔頂部沿水平方向劃分為二維等間隔網(wǎng)格，地震

i

到臺站

j

的Pn波走時方程可表示為：

式中，

a

和

b

分別為地震延遲項和臺站延遲項，包含震源位置誤差和地殼結(jié)構(gòu)對射線走時的影響.

d

是射線在網(wǎng)格

k

內(nèi)傳播的距離，

S

是網(wǎng)格

k

內(nèi)的慢度（速度的倒數(shù)）.每條射線對應(yīng)一個走時殘差方程，多條Pn 射線走時數(shù)據(jù)則構(gòu)建成一個以

a

、

b

、

S

為未知數(shù)的大型方程組，可使用最小二乘法求解該方程組（Paige and Saunders, 1982）.理論模型采用了一些基本假設(shè)和簡化，包括假設(shè)地殼單層均勻、殼幔邊界水平、單個網(wǎng)格內(nèi)速度為常數(shù)、忽略地球曲率和地幔頂部垂向速度梯度等.這些簡化雖然會導(dǎo)致一定的誤差，但經(jīng)過分析對反演結(jié)果的整體影響有限（李娟，2003；裴順平，2002）.后續(xù)研究發(fā)現(xiàn)，該方法與考慮Pn波各向異性的速度反演結(jié)果整體上一致，但結(jié)構(gòu)細節(jié)方面存在一定差異.在射線覆蓋相對有限的研究區(qū)域，采用忽略各向異性的Pn波速度成像方法是可行的，但在射線覆蓋充分的條件下，Pn波速度與各向異性成像方法則更為必要.

1.2 Pn波速度與各向異性聯(lián)合成像

上地幔各向異性的主要來源是地幔變形過程中橄欖石晶格的定向排列（Nicolas and Christensen,1987; Ribe, 1992; Silver, 1996）.Pn射線走時殘差的方位角分布也顯示Pn波存在各向異性（Hearn,1984; Lü et al., 2012; Pei et al., 2007; Schlittenhardt,1999; Song et al., 2001; Zhao, 1993）.Hearn（1996）最早提出了Pn速度與各向異性聯(lián)合反演方法，考慮各向異性的Pn波走時殘差方程為：

該方法被廣泛應(yīng)用于全球多個地區(qū)的地幔頂部結(jié)構(gòu)研究（例如, Andriampenomanana et al., 2020;Chen et al., 2003; Du et al., 2022; Lei et al., 2014;Liang et al., 2004; Lü et al., 2021, 2022; Pei et al.,2007; Song et al., 2004; 胥頤等, 2008）.研究發(fā)現(xiàn)，在射線覆蓋密集的區(qū)域，Pn波速度與各向異性聯(lián)合反演不僅可以提供地幔頂部各向異性結(jié)構(gòu)，而且可以獲得較各向同性速度反演更為可靠的Pn波速度結(jié)構(gòu).尤其是在俯沖邊界地區(qū)，長條狀的低速異常與沿條帶方向排列的各向異性快波方向同時存在，使得各向同性反演難以得到低速異常的準確分布，凸顯了速度與各向異性聯(lián)合反演的必要性（He and Lü, 2021; Hearn, 1996, 1999; Lü et al., 2019）.

1.3 處理地殼結(jié)構(gòu)對Pn走時的影響

Pn射線在地震端和臺站端都有一段地殼內(nèi)的路徑（圖1），在Pn波二維成像方法中，使用震源項和臺站項表示Pn波在地殼內(nèi)行走時間和Pn波穿過偏移距（臨界折射點和震源或接收點之間的水平距離）所用時間的差值：

圖1 Pn波射線路徑（修改自Hearn et al., 1991）Fig.1 Pn ray path (modified from Hearn et al., 1991)

式中，

H

、

H

分別為震源處和臺站處地殼厚度，

h

、

h

分別為震源深度和臺站高程，

s

、

s

分別為地幔、地殼的慢度.由于地殼結(jié)構(gòu)對射線走時也具有影響，震源項和臺站項的作用就是負責(zé)吸收真實地殼模型與初始地殼模型的差異造成的誤差.反演獲得的震源項和臺站項，實際上也可以提供關(guān)于研究區(qū)域地殼結(jié)構(gòu)的有效信息.

由于臺站的位置信息是準確的，排除臺站可能存在的小的時鐘偏移，反演后得到的臺站項主要反映的就是臺站下方地殼結(jié)構(gòu)的信息（圖2）.有學(xué)者利用Pn反演得到的臺站項，對多個重要區(qū)域的地殼結(jié)構(gòu)給出了新的認識（Al-Lazki et al., 2014;Buehler and Shearer, 2012; Hearn et al., 2004; Lei et al., 2014; Li et al., 2017; Lü et al., 2017; Pei et al.,2007）.

圖2 （a）美國西部臺站延遲時間 （修改自Buehler and Shearer, 2012）；（b）菲律賓島弧臺站延遲時間所反映的地殼厚度（修改自Li et al., 2017）Fig.2 (a) Station delays of western United States (modified from Buehler and Shearer, 2012); (b) Crustal thickness reflected by station delay time of Philippine island arc (modified from Li et al., 2017)

震源項除了吸收地震端地殼結(jié)構(gòu)的差異，同時也吸收地震定位誤差，因而反演之后的震源項數(shù)值往往較臺站項更大，分布也更為復(fù)雜，一般不適合直接討論其對應(yīng)的地殼結(jié)構(gòu).Pn成像方法中震源項的存在，使得該反演方法實質(zhì)上考慮了地震定位誤差，不過由于該項是同時將地震位置誤差與下方地殼結(jié)構(gòu)對走時的影響合并處理，因而不提供震源的重定位結(jié)果.

在莫霍面深度變化較大的地區(qū)，莫霍面深度變化產(chǎn)生的走時殘差會給反演帶來系統(tǒng)誤差，雖然地震延遲和臺站延遲負責(zé)吸收這種誤差，但是難以完全吸收.Zhao（1993）、Zhao 和 Xie（1993）利用研究區(qū)域的先驗信息提前近似估計

a

和

b

，結(jié)果表明地殼結(jié)構(gòu)對Pn速度反演有一定影響，較慢或較快的速度模式很大程度上是震源和臺站延遲時間估計過短或過長的結(jié)果.

Lü等（2017）給出了莫霍面起伏形態(tài)與Pn波走時的關(guān)系函數(shù)，利用CRUST1.0模型校正了臺站和事件下方莫霍面深度變化對走時的影響.研究表明，地殼結(jié)構(gòu)校正對速度反演結(jié)果的影響可達約0.1 km/s，開展地殼校正可以獲得更準確的地幔頂部反演結(jié)果.

1.4 Pn波相對到時差反演

Pn波絕對走時會受到震源參數(shù)的誤差影響.除了利用震源項對此進行吸收之外，有學(xué)者利用Pn波相對到時差的方法來消除震源參數(shù)誤差對反演的影響.當?shù)卣鸾莆挥趦蓚€臺站之間的大圓路徑延伸線上時，地震波沿著重疊射線路徑的傳播時間大致相同，地震事件到一對臺站之間的時間差對震源定位誤差基本不敏感.該方法可以有效減少震源位置、發(fā)震時刻誤差對反演結(jié)果的影響.該方法被應(yīng)用到一些地區(qū)的研究中（李志偉等, 2011; Li et al.,2012; Nie et al., 2020; Phillips et al., 2005; Seward et al., 2009）.這種方法對地震和臺站的位置有所限制，一般不要求嚴格的路徑重合，而是一個夾角范圍內(nèi).夾角越小，地震不確定性的影響越小，但可用臺站對會較少，Pn射線數(shù)量會降低.因此，該方法比較適合應(yīng)用于數(shù)據(jù)量豐富的研究區(qū)域.

1.5 對地幔速度梯度的處理

Pn波實際上并不是嚴格地沿地幔最頂部傳播，由于地幔有一定的縱向速度梯度，加之地球曲率的影響，遠震中距射線的傳播路徑會相對較深（圖3）.Levshin等（2001）和Ritzwoller等（2002）在研究中加入震中距修正，經(jīng)過修正后的反演結(jié)果圖與僅使用短震中距獲得的可靠結(jié)果相吻合.一些研究加入了速度梯度修正項（Buehler and Shearer,2017; Phillips et al., 2007; Zhao, 1993; Zhao and Xie,1993）.Zhao（1993）以及 Zhao 和 Xie（1993）使用橫向均勻的速度梯度描述隨深度變化的地震速度分布：

圖3 較大縱向梯度情況下不同震中距Pn波射線路徑Fig.3 Pn ray paths of different epicentral distances with a vertical gradient

式中，

v

為莫霍面地震速度，

z

為從莫霍面往下的深度，

c

為近似梯度項.速度梯度項還被加入Pn速度和各向異性反演中，結(jié)果表明地幔速度梯度的修正對Pn速度橫向變化模式的影響不大，只是對圖像平均值有所影響（圖4）.Hearn（1996）和Hearn等（2004）指出梯度及曲率校正對Pn反演結(jié)果的影響很小.

圖4 美國地區(qū)經(jīng)過地幔速度梯度校正前（左）后（右）的速度和各向異性結(jié)果（Buehler and Shearer, 2017）Fig.4 Velocity and anisotropy results before (left) and after (right) mantle velocity gradient correction of the United States (Buehler and Shearer, 2017)

由于更長震中距的射線攜帶了更深處的結(jié)構(gòu)信息，多位學(xué)者嘗試將遠震中距與較近震中距的Pn數(shù)據(jù)分別進行二維反演，從而獲得上地幔頂部不同深度的速度結(jié)構(gòu)（Corbeau et al., 2014; He et al.,2019; Hearn et al., 2004, 2019; Lü et al., 2014）.基于這些研究發(fā)現(xiàn)，地幔平均速度隨深度增加，但高低速異常結(jié)構(gòu)的分布情況基本一致.Hearn等（2019）使用了40余萬個Pn走時數(shù)據(jù)反演了青藏高原及周邊地區(qū)～75～150 km的速度結(jié)構(gòu)，發(fā)現(xiàn)青藏高原北部和東北部的低速異常隨著深度逐漸增大，將其解釋為大陸弧后區(qū)域地幔上涌，造成的影響往淺部逐漸降低.

Sun和 Kennett（2016a, 2016b, 2016c）開展了基于Pn數(shù)據(jù)的三維反演，其建立三維初始地殼和地幔模型，用非線性算法進行地震重定位和速度模型迭代.反演結(jié)果也顯示地幔頂部不同深度的速度結(jié)構(gòu)分布特征相似，更深層面的平均速度更高.成像結(jié)果在日本島弧、四川盆地等重要構(gòu)造區(qū)域的成像結(jié)果與其它方法獲得的結(jié)果基本一致，在鄂爾多斯地塊及長白山火山等地區(qū)與其它方法的成像結(jié)果存在差異（圖5）.

圖5 中國東部地區(qū)Pn波三維反演速度結(jié)果（修改自Sun and Kennett, 2016b）Fig.5 Pn velocity results of three-dimensional inversion in eastern China (modified from Sun and Kennett, 2016b)

總之，對于此問題已有的基本認識是，震中距在2°～12°的Pn波射線穿透深度集中在莫霍面以下約30 km內(nèi)，因而使用2°～12°震中距范圍內(nèi)的Pn射線開展二維成像，是獲得地幔頂部薄層內(nèi)平均速度橫向分布的合適方案（Brazier et al., 2000; Hearn and Ni, 1994; Li et al., 2017; Liang et al., 2004; Lü et al., 2011, 2017; 裴順平, 2002; Pei et al., 2011）.使用不同震中距的Pn數(shù)據(jù)分別反演可以獲得不同深度的速度結(jié)構(gòu)，但是數(shù)據(jù)的進一步劃分也會導(dǎo)致數(shù)據(jù)約束和反演分辨能力降低；加入速度梯度項校正前后的速度分布基本一致，對于結(jié)果的解釋基本沒有影響；三維Pn反演可以獲得地幔頂部三維速度結(jié)構(gòu)，但射線約束降低以及不同深度結(jié)構(gòu)在反演中存在的相互影響（Eken et al., 2008; Foulger et al.,2013），使得反演結(jié)果的橫向分辨能力有所降低.

1.6 模型網(wǎng)格化方面的改進

采用等經(jīng)緯度間隔網(wǎng)格化的成像方法，在高緯度地區(qū)網(wǎng)格被拉長（圖6a），反演結(jié)果會出現(xiàn)南北向的形態(tài)異常.一種解決方法是調(diào)整反演網(wǎng)格長寬比（Zhao et al., 2021）.但由于緯度越高緯線越短，在研究區(qū)域緯度跨越大時，該方案在較低緯度區(qū)域的網(wǎng)格可能會出現(xiàn)東西向拉長.He和Lü（2021）在阿拉斯加地區(qū)的研究使用了坐標旋轉(zhuǎn)的方法，將研究區(qū)域在新坐標系內(nèi)旋轉(zhuǎn)到赤道附近后進行反演（圖6）.該方法簡潔有效，而且可以處理極地地區(qū)的反演.研究結(jié)果表明該方法可以有效解決高緯度地區(qū)成像結(jié)果的形態(tài)異常問題.

圖6 阿拉斯加地區(qū)Pn成像研究坐標旋轉(zhuǎn)示意圖（He and Lü, 2021）Fig.6 Schematic of the coordinate rotation of the Pn imaging study in Alaska (He and Lü, 2021)

1.7 Pn震相波形反演

Bao和Shen（2020）利用Pn波的波形信息開展了Pn全波形反演的研究.該方法初始模型為東半球全波形背景噪聲層析成像模型，根據(jù)觀測到的Pn波形與三維有限差分模擬生成的相應(yīng)合成波形之間的互相關(guān)，測量三個不同周期帶中的Pn相位延遲.正演模擬計算區(qū)域包括地震和接收器之間從地表延伸至400 km深度的區(qū)域.該方法擴展了Pn波層析成像在地幔構(gòu)造研究中的應(yīng)用.該研究模型中速度變化的整體模式與之前的Pn研究一致（Hearn et al., 2019; Li and Song, 2018; Zhou and Lei, 2016），其在 100～200 km深度具有約 1.2°×1.2°的空間分辨率.該研究觀測到了兩個位于不同深度的高速區(qū)的垂直連接以及高速體的傾斜形態(tài)，反映了西藏地幔巖石圈的早期移除及其與印度俯沖巖石圈的相互作用.但目前波形反演方法在應(yīng)用中還受到計算能力等方面的制約，反演結(jié)果的分辨能力仍有待進一步提高.

2 Pn波速度和各向異性與構(gòu)造環(huán)境的關(guān)系

2.1 Pn波速度異常

Pn波速度的橫向變化與上地幔溫度、成分差異和壓力變化有關(guān)（Jackson, 2000; Lee, 2003）.Black和Braile（1982）通過研究大地?zé)崃饕约吧系蒯ｍ敳繙囟扰c地震波速度的關(guān)系指出，Pn波速度和大地?zé)崃饕约吧系蒯ｍ敳繙囟却嬖诿黠@的相關(guān)性.在上地幔頂部結(jié)構(gòu)的研究中，Pn波速度異常的分布與地質(zhì)構(gòu)造顯示出相關(guān)性.在一些構(gòu)造活動強烈的造山帶、俯沖帶、陸陸碰撞帶、火山活動帶和一些熱異常帶呈現(xiàn)較低的Pn波速度，如阿爾卑斯造山帶、土耳其伊朗高原、地中海的匯聚邊界、科迪勒拉山系以及環(huán)太平洋火山帶；高Pn波速度主要存在于海洋板塊、古老的克拉通、穩(wěn)定地臺或地盾以及盆地，如黑海、里海、亞得里亞海、愛奧尼亞海、揚子克拉通、加拿大盾、中國四大盆地、印度平原等地區(qū)（Du et al., 2022; He and Lü, 2021;Hearn and Ni, 1994; Hearn, 1999; Li et al., 2017; Lü et al., 2017, 2019, 2021, 2022; Mele et al., 1998; Pei et al., 2011; Wang et al., 2013）.但也存在一些例外，如活化的克拉通和伸展盆地，伴隨著巖石圈減薄和加熱，Pn速度相對較低，如華北克拉通、潘諾尼亞盆地、美國西部大盆地等（Hearn, 1996; Liang et al., 2004; Pei et al., 2011）.總之，地幔頂部Pn波速度可以反映研究區(qū)域構(gòu)造穩(wěn)定性以及熱狀態(tài)信息.

2.2 Pn波各向異性

海洋和大陸上地幔的各向異性一般認為是地幔應(yīng)力作用下橄欖石晶格的定向排列造成的，反映的是最近一次的變形過程.理論研究表明，橄欖石晶格的平均方向和應(yīng)力橢球的軸向具有很好的一致性.在變形過程中，橄欖石慢波軸趨于和短軸（最大壓應(yīng)力方向）一致，快波軸趨于和長軸（相對張應(yīng)力方向）一致，中間速度軸趨于和中間軸一致（Mckenzie, 1979; Ribe and Yu, 1991; Ribe, 1992）.在簡單剪切變形情況下，橄欖石的波速最快方向趨于和最大剪應(yīng)力方向一致.巖石實驗和數(shù)值模擬都證實了上述結(jié)論（Christensen, 1979, 1984; Karato,1989; Nicolas et al., 1973; Nicolas and Christensen,1987）.在巖石圈內(nèi)，板塊邊界和其他穿透地幔剪切帶以及巖石圈底部的剪切拖曳帶接近于簡單剪切形變，Pn各向異性的快波方向平行于剪切帶，如青藏高原碰撞帶（Pei et al., 2007）、扎格羅斯碰撞帶（Lü et al., 2012）、圣安德烈斯斷層（Buehler and Shearer, 2014; Hearn, 1996）、皇后夏洛特-費爾維瑟轉(zhuǎn)換斷層系統(tǒng)（He and Lü, 2021）.但也存在例外，如沿北安納托利亞斷層的各向異性和剪切變形之間沒有觀察到明顯的相關(guān)性（Al-Lazki et al.,2004; Mutlu and Karabulut, 2011）；在南加州，Pn快波方向也不平行于板塊邊界，而是可能受到南北向的壓縮，各向異性垂直于最大壓縮方向（ Buehler and Shearer, 2014; Hearn, 1996）.在純剪切變形下，如巖石圈內(nèi)沒有斷裂活動的地區(qū)，快波方向垂直于最大壓縮方向，與最大拉伸方向一致（Hearn,1996, 1999; Silver, 1996），例如貝加爾裂谷平行于裂谷的延伸方向（He et al., 2019）、美國西部大盆地各向異性平行于伸展方向（Hearn, 1996）.在俯沖帶島弧地區(qū)普遍觀測到強烈的海溝平行各向異性，例如日本俯沖帶、菲律賓俯沖帶、阿拉斯加俯沖帶（ Du et al., 2022; He and Lü, 2021; Lü et al., 2019;Mi et al., 2021）；在弧后區(qū)域地幔流動影響下，Pn快波方向呈現(xiàn)垂直海溝的各向異性（Lü et al.,2019, 2021）.在構(gòu)造穩(wěn)定的區(qū)域一般Pn各向異性較弱.地幔頂部的各向異性記錄了巖石圈應(yīng)力狀態(tài)變化的歷史，對于了解巖石圈構(gòu)造變形過程具有重要意義.

3 Pn波成像方法在全球的應(yīng)用

Pn層析成像方法已被應(yīng)用于全球很多區(qū)域（圖7），獲得了多個構(gòu)造活躍地區(qū)的地幔頂部速度和各向異性結(jié)構(gòu)，為板塊碰撞俯沖過程、地幔熱物質(zhì)運移等地球內(nèi)部動力學(xué)過程研究提供了新的認識.

圖7 全球范圍Pn層析成像研究區(qū)域圖（相關(guān)文獻見附錄）Fig.7 Study areas of Pn tomography in the world (see the appendix for the corresponding references)

3.1 中國及周邊地區(qū)

整體上，中國大陸平均Pn波速度為8.0 ± 0.2 km/s（Hearn et al., 2004; Liang et al., 2004; Pei et al.,2007; 汪素云等, 2003），速度分布與地質(zhì)構(gòu)造對應(yīng)，并且與大地?zé)崃鞒守撓嚓P(guān)，在大尺度上呈現(xiàn)東低西高的速度分布特征（圖8）.大多數(shù)研究在準噶爾盆地、塔里木盆地、柴達木盆地、四川盆地以及鄂爾多斯地塊等穩(wěn)定地塊觀測到高Pn速度異常，在青藏高原中部、川滇西部、山西地塹及渤海灣等構(gòu)造活動活躍的地區(qū)觀測到低速異常（He et al., 2019;Hearn et al., 2004; Liang et al., 2004; Liang and Song,2006; 裴順平等, 2002, 2004; Pei et al., 2007; 汪素云等, 2001, 2013; Wang et al., 2013; 許忠淮等, 2003）.

圖8 中國地區(qū)Pn波速度結(jié)構(gòu)（修改自Pei et al., 2007）.JB：準噶爾盆地；TS：天山；TB：塔里木盆地；THB：吐哈盆地；QB：柴達木盆地；EHS：喜馬拉雅東構(gòu)造；YG：云貴高原；SB：四川盆地；NCB：華北盆地Fig.8 Pn velocity structure of China (modified from Pei et al.,2007)

華北地區(qū)Pn波平均速度較低，郯廬斷裂帶、魯西隆起、渤海海域在大多數(shù)研究中呈現(xiàn)低Pn速度異常，可能是由于華北克拉通破壞，巖石圈減薄所伴生的軟流圈熱物質(zhì)上涌導(dǎo)致（李志偉等, 2011;Liang et al., 2004; Lü et al., 2019, 2020; 汪素云等,2003; Wang et al., 2013; Zhou and Lei, 2016）.華北盆地以及鄂爾多斯地塊表現(xiàn)為高速異常，反映了古老的太古代克拉通（Hearn et al., 2004; 李志偉等,2011; Lü et al., 2019; 汪素云等, 2003; Zhou and Lei,2016）.華南地塊位于菲律賓海、太平洋和印度—澳大利亞板塊的匯聚帶，高Pn速度和弱各向異性反映了華南地塊在巖石圈演化過程中比較穩(wěn)定（Lü et al., 2014; Mi et al., 2021; 胥頤等, 2007），Lü等（2014）在海南地區(qū)下方觀測到低速異常和高的

V

/

V

，進一步證明了海南地區(qū)下方可能存在地幔柱（Lei et al., 2009）.

陸內(nèi)火山活動的起源是研究的熱點問題.中國東北地區(qū)分布了多座新生代板內(nèi)火山，研究認為與停滯的太平洋板塊脫水有關(guān)（Guo et al., 2018; Lei and Zhao, 2005; Lei et al., 2019）.Lü等（2019）的Pn波成像研究分辨出長白山火山、鏡泊湖火山下方獨立的地幔頂部低速，而非前人較低分辨率成像結(jié)果中顯示的大范圍低速，認為火山下方地幔頂部存在單獨的地幔熱物質(zhì)上涌，這一認識也得到了后續(xù)區(qū)域密集臺陣噪聲成像結(jié)果的支持（Fan et al.,2021）.Pn層析成像研究觀測到的與火山活動有關(guān)的低速異常以及與熱物質(zhì)運移有關(guān)的Pn各向異性，為板內(nèi)火山活動過程以及機制提供了約束（Du and Lei, 2019; Du et al., 2022; Lü et al., 2019; 殷偉偉等,2020）.

印度板塊與歐亞板塊的碰撞導(dǎo)致了青藏高原的隆升，然而，關(guān)于其變形分布和青藏高原隆升機制的一些基本問題仍然不確定，因此青藏高原及周邊地區(qū)一直是眾多地質(zhì)和地球物理研究的焦點區(qū)域.該地區(qū)開展了比較豐富的Pn波層析成像研究，總體上Pn波速度呈現(xiàn)北低南高的宏觀特征，青藏高原南部具有明顯的東西向構(gòu)造，Pn波高速異常描繪了印度巖石圈的北緣（Hearn et al., 2019; Illa et al., 2021; Lei et al., 2014; Li and Song, 2018; Liang et al., 2004; Liang and Song, 2006; Lü et al., 2017;Phillips et al., 2007）.多位學(xué)者的Pn成像研究觀測到印度板塊高速結(jié)構(gòu)的不連續(xù)性（Hearn et al.,2019; Li and Song, 2018; Liang and Song, 2006; Lü et al., 2011; Zhou and Lei, 2016）.Liang和 Song（2006）的研究中Pn速度強烈對比邊界與地表地質(zhì)邊界對應(yīng)，表明地殼與上地幔存在變形耦合，南北走向的低速帶穿過青藏高原南部，并與地表的亞東古陸裂谷重合.觀測結(jié)果與青藏高原南部逆沖、北部縮短以及東部和東南部的擠壓作用的動態(tài)模型一致，速度分布表明印度巖石圈在東部比西部進一步推進（圖9）.Lei等（2014, 2019）在拉薩地塊和柴達木盆地南部下方觀測到高速異常和南北向Pn快波方向，表明印度—歐亞板塊以小傾角進行雙側(cè)俯沖（圖10），研究結(jié)果支持青藏高原東部地區(qū)存在大地幔楔結(jié)構(gòu)，緬甸弧下印度板塊俯沖角度較大，呈現(xiàn)低速異常，而喜馬拉雅造山帶下俯沖的印度板塊傾角較小.Zhou和Lei（2016）觀測到一個南北走向的Pn波低速帶從喜馬拉雅地塊穿過拉薩地塊到羌塘地塊的裂谷下，認為是印度俯沖板塊撕裂導(dǎo)致的熱物質(zhì)上涌.Li和Song（2018）研究指出印度巖石圈撕裂成至少四個不同俯沖角度和不同北部邊界的部分（圖11），該撕裂為青藏高原南部和中部的裂谷作用、現(xiàn)今地殼形變和中等深度地震提供了統(tǒng)一的機制，并表明地殼和地幔巖石圈的形變是強耦合的.

圖9 喜馬拉雅-青藏高原碰撞帶示意圖（修改自Liang and Song, 2006）.MBT：喜馬拉雅主逆沖斷層；YZS：雅魯藏布縫合帶；BNS：班公—怒江縫合帶；JRS：金沙江縫合帶；KLF：昆侖斷裂帶；ATF：阿爾金斷裂帶； LTF：龍門山斷裂帶；XF：鮮水河斷裂帶Fig.9 Schematic diagram of the Himalayan-Tibetan collision zone (modified from Liang and Song, 2006)

圖10 青藏高原東部地區(qū)Pn波速度和各向異性結(jié)果及模型示意圖（修改自Lei et al., 2014）.BNS：班公—怒江縫合帶；ALS：阿拉善地塊；SCB：四川盆地；NCDB：川滇塊體北部；SCDB：川滇塊體南部；TCV：騰沖火山Fig.10 Pn velocity and anisotropy results and a model diagram of eastern Tibet (modified from Lei et al., 2014)

圖11 Pn波速度揭示的巖石圈分段俯沖（修改自Li and Song, 2018）.IML-F：印度地幔巖石圈北部邊界；all dep：所有深度地震數(shù)量大于190的地震群；≥ 40 km：深度≥ 40 km的地震數(shù)量大于50的地震群；Events ≥ 70 km：震源深度≥70 km的中深地震；bulletins：地震報告；EHB+HQ：來自EHB目錄和高質(zhì)量測定的重定位中深地震事件Fig.11 Segmented lithospheric subduction revealed by Pn velocity (modified from Li and Song, 2018)

青藏高原地區(qū)的Pn快波方向反映了高原受到擠壓后物質(zhì)流動的方向，很多結(jié)果都顯示Pn快波方向近似圍繞喜馬拉雅東構(gòu)造旋轉(zhuǎn)（崔仲雄和裴順平, 2009; 黃金莉等, 2003; Lei et al., 2014; Liang et al., 2004; Lü et al., 2017; Pei et al., 2007; 汪素云等,2001），高原物質(zhì)向東擠出后，在四川盆地和阿拉善地塊的阻擋下，流動分成多支（Lei et al., 2014;黎源和雷建設(shè), 2012; Lü et al., 2020）.除此之外，地幔物質(zhì)可能還向新疆南部和塔里木盆地流動（裴順平等, 2002; Pei et al., 2007）.中天山地區(qū)存在強烈的地殼變形，哈薩克地臺的擠入造成的應(yīng)力場的改變以及地幔熱物質(zhì)上涌均被Pn成像所觀測到（Hapaer et al., 2022; He et al., 2019; 李志偉等,2007）.

川滇地區(qū)構(gòu)造變形和地震活動強烈，四川盆地呈現(xiàn)Pn波高速異常，松潘甘孜褶皺帶、騰沖火山及高熱泉活動區(qū)域呈現(xiàn)明顯的低速異常（Du et al.,2019; 黃金莉等, 2003; 李飛等, 2011; Li et al., 2012;Lü et al., 2014）.大部分的強震發(fā)生與Pn速度存在一定的對應(yīng)關(guān)系，反映了上地幔構(gòu)造會對地震孕育和發(fā)生產(chǎn)生影響（Du et al., 2019; 顧勤平等, 2016,2020; Lei et al., 2014, 2019; 李飛等, 2011; 呂子強等,2016; 苗慶杰等, 2021; 王倩等, 2018; 汪素云等,2003; 殷偉偉等, 2019）.

中國區(qū)域開展的Pn層析成像研究的觀測結(jié)果為華北克拉通巖石圈變形和破壞、中國東北部的板內(nèi)火山的成因、印度巖石圈俯沖特征和地幔動力學(xué)過程提供了可靠的地震學(xué)約束和認識.

3.2 西太平洋地區(qū)

在西太平洋地區(qū)，太平洋、鄂霍茨克、歐亞和菲律賓板塊相互作用強烈，板塊俯沖導(dǎo)致了頻繁的地震和活躍的火山活動.Pn波成像在環(huán)太平洋弧后觀測到低速異常（Li et al., 2017; Ritzwoller et al.,2002; Seward et al., 2009; Wang et al., 2013）.Lü等（2019）、Du等（2022）獲得了西太平洋俯沖帶更高分辨率的Pn速度和各向異性結(jié)構(gòu)，弧下均呈現(xiàn)低速異常和弧平行的各向異性，而弧后呈現(xiàn)弧垂直的各向異性.Lü等（2019）提出了弧后地區(qū)存在俯沖主導(dǎo)的地幔對流以及中國東北地區(qū)地幔頂部存在深部熱物質(zhì)分股上涌的動力學(xué)模型（圖12）.Mi等（2021）在琉球、呂宋島、菲律賓和爪洼弧沿線的火山下方觀測到明顯低Pn速度，火山島弧地區(qū)呈現(xiàn)海溝平行的Pn快波方向.Du等（2022）的成像結(jié)果顯示了弧后地區(qū)的低速帶，認為這些低速異?？赡苤甘玖舜蟮蒯Ｐㄖ械蒯Ａ鲃域?qū)動的物質(zhì)和能量交換通道.

圖12 西北太平洋地區(qū)Pn波速度和各向異性結(jié)果及模型示意圖（修改自Lü et al., 2019）.PSP：菲律賓海板塊；PAC：太平洋板塊Fig.12 Pn velocity and anisotropy results and a model diagram of the northwestern Pacific area (modified from Lü et al., 2019)

3.3 歐亞大陸中西部地區(qū)

歐亞大陸及邊緣海地區(qū)經(jīng)歷多次碰撞與增生，由不同板塊或塊體拼合而成.阿拉伯板塊與歐亞板塊南緣碰撞抬升了土耳其-伊朗高原和扎格羅斯山脈，阿爾卑斯造山運動對地幔的熱狀態(tài)、成分和變形結(jié)構(gòu)產(chǎn)生了深遠的影響.地中海、黑海、里海、伊朗地塊、阿拉伯板塊下方觀測到高Pn波速度，在安納托尼亞高原、高加索地區(qū)、土耳其-伊朗邊界沿線下觀測到低Pn波速度，與火山活動地區(qū)以及與減壓熔融有關(guān)的熱物質(zhì)上涌有關(guān)（Al-Lazki et al., 2003, 2004; Díaz et al., 2013; Hearn and Ni, 1994;Lü et al., 2012, 2017; Mutlu and Karabulut, 2011; Pei et al., 2011），在板塊碰撞區(qū)觀測到平行于弧和大型斷層的Pn各向異性（Lü et al., 2012）.Gans等（2009）觀測到沿安納托利亞斷裂帶Pn速度的急劇變化，可能代表了當阿拉伯板塊與歐亞板塊碰撞時，大洋板塊沿比特利斯—扎格羅斯縫合線斷裂的板片窗位置.Pei等（2011）研究表明大型構(gòu)造線是Pn波高速和低速邊界，如希臘弧、塞浦路斯弧、扎格羅斯縫合線、查曼斷層和哈里—羅德斷層，縫合線是具有高傾角的邊界，板塊邊界是低角度逆沖斷層.Lü等（2012）對比Pn各向異性方向、板塊運動方向和地表斷層走向，指出高加索地區(qū)地殼和上地幔之間存在解耦.Al-Lazki等（2014）研究結(jié)果表明阿拉伯半島在扎格羅斯最南端的歐亞大陸下進一步向東北延伸，西馬蘭下方的低速異常的邊界可能代表晚新近紀恢復(fù)活動的前寒武紀地體邊界.阿法爾三聯(lián)點將阿拉伯板塊和非洲板塊分開，由于阿法爾地幔柱的存在，因而具有豐富的巖漿活動，Corbeau等（2014）的研究結(jié)果表明亞丁灣及周圍的軟流圈經(jīng)歷了從阿法爾熱點沿著亞丁和示巴山脊向東的通道流.

歐洲南部是新生代碰撞構(gòu)造的發(fā)生地，巖石圈俯沖和大陸碰撞主導(dǎo)了地中海地區(qū)的地質(zhì)演變.阿爾卑斯山的西側(cè)和西北側(cè)、伊比利亞半島邊緣觀測到Pn波低速異常，波河平原、亞得里亞海和愛奧尼亞海觀測到Pn波高速異常（Mele et al., 1998;Parolai et al., 1997; Serrano et al., 2005），地中海北部的碰撞弧觀測到弧平行的各向異性（Díaz et al.,2013; Hearn, 1999）.Mele等（1998）認為亞平寧北部下方觀測到的低速是拆沉作用導(dǎo)致的地幔頂部熱異常.沿著卡拉布里亞弧的各向異性異常延伸到阿爾巴尼亞北部，表明在阿爾巴尼亞北部邊界存在巖石圈不連續(xù)面.Lü等（2017）的研究認為亞得里亞海微板塊存在向東西兩側(cè)的俯沖，Sun等（2019）的成像結(jié)果支持亞得里亞海微板塊兩側(cè)是不同的俯沖方式.

3.4 美洲地區(qū)

北美洲主要分為西部的中新生代造山帶區(qū)域和中東部的北美克拉通區(qū)域.北美西部地區(qū)地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜、構(gòu)造活動強烈且具有密集的地震臺站，是地震學(xué)研究的熱點區(qū)域.Pn速度反演結(jié)果顯示美國西部平均速度較低，反映了整個新生代時期美國西部熱過程的主導(dǎo)地位.內(nèi)華達山脈、蛇河平原、盆嶺省南部下方觀測到Pn波低速異常，被認為與火山活動、巖漿入侵、地幔小尺度對流以及地殼伸展作用有關(guān).高速異常分布在落基山脈、科羅拉多高原（Buehler and Shearer, 2010, 2012, 2014; Hearn et al.,1991, 1994; Hearn, 1996; Zhao, 1993）.Hearn（1996）首次在美國西部獲得Pn各向異性，結(jié)果顯示Pn快波方向與胡安德富卡高原的東北方向平行，反映了與俯沖驅(qū)動有關(guān)的變形；大盆地的Pn快波方向變化很大，可能和部分熔融和地幔頂部小尺度對流有關(guān).Buehler和Shearer（2010, 2012, 2014）認為在斯內(nèi)克河平原觀測到的Pn快波方向與軟流圈流有關(guān)（Long et al., 2009）.與圣安德烈斯斷層平行的各向異性在莫哈維沙漠和墨西哥北部變化成東西向，可能是方位角覆蓋范圍有限造成的偽影，而不是南北向壓縮導(dǎo)致（Hearn, 1996）.

美國中東部相較于西部來說構(gòu)造比較穩(wěn)定，東部Pn速度比西部高（Buehler and Shearer, 2017）.Zhang等（2009）觀測到北美克拉通下方的高Pn波速度，主要的板內(nèi)地震帶的地表位置位于高速體邊緣附近，Pn各向異性結(jié)果表明地幔流動集中在高速塊體的邊緣.該模型不支持北美克拉通的古裂谷與低速異?；驇r石圈地幔薄弱帶有關(guān)，古裂谷與板內(nèi)地震帶缺乏空間關(guān)聯(lián)表明古裂谷并不是造成地震活動的主要因素.Basu和Powell（2019）在下方觀測到Pn波高速異常和以新馬德里地震帶為中心的圓形Pn快波方向，認為高速結(jié)構(gòu)影響了巖漿流動模式.伊利諾伊盆地西南邊緣、南俄克拉何馬斷層系統(tǒng)下方觀測到Pn波低速異常，支持堪薩斯州南部的中大陸裂谷的伸展與南俄克拉何馬斷層系統(tǒng)相關(guān)的火成巖帶來源于地幔深部.

阿拉斯加地區(qū)位于北美板塊和太平洋板塊交界處，地震和火山活動頻繁，但是太平洋板塊俯沖的北端卻存在一個長達400 km的火山間隙，缺乏相應(yīng)的火山活動.McNamara和Pasyanos（2002）在火山間隙下方觀測到大規(guī)模Pn波速度異常，認為是由于彎曲的德奈利斷層北端地殼的壓力增加導(dǎo)致地幔楔熔融物質(zhì)不能上升到地殼.He和Lü（2021）的成像結(jié)果不支持火山間隙下方有大量熔融物質(zhì)，阿留申火山弧下方的低速異常被庫克灣盆地下方明顯的高速體分隔，顯示俯沖的太平洋板塊發(fā)生了撕裂.在俯沖帶和夏洛特皇后—費爾韋瑟斷層系統(tǒng)下都觀測到板塊邊界平行的Pn各向異性.

中南美洲西北部地區(qū)存在多個板塊的交匯碰撞，是研究板塊俯沖動力學(xué)過程的重要區(qū)域.Lü等（2021, 2022）首次構(gòu)建了該地區(qū)地幔頂部Pn速度和各向異性模型.結(jié)果表明，東加勒比地區(qū)弧后區(qū)域下的地幔頂部幾乎沒有受到深部地幔熱物質(zhì)的影響，尼加拉瓜弧后火山下呈現(xiàn)獨立的低速異常，很可能是從主火山弧分離出來的熱物質(zhì)上涌，巴拿馬東部觀測到加勒比海板塊向南俯沖脫水有關(guān)的低速異常，并提出哥倫比亞—厄瓜多爾地區(qū)包括弧垂直的地幔流和巖漿間隙的動力學(xué)模型（圖13）.

圖13 中南美洲地區(qū)Pn波速度和各向異性結(jié)果及模型示意圖（修改自Lü et al., 2022）.AZ：阿祖爾火山；CR：哥斯達黎加； NPDB：北巴拿馬變形帶；NAB：北安第斯塊體；MB：馬拉開波塊體Fig.13 Pn velocity and anisotropy results and a model diagram of Central America and northwestern South America (modified from Lü et al., 2022)

4 存在的問題及未來發(fā)展方向

Pn波層析成像方法經(jīng)過不斷發(fā)展完善，已成為研究地幔頂部精細結(jié)構(gòu)的主要方法，為認識地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)和動力學(xué)過程提供可靠的地球物理學(xué)依據(jù).不過，在應(yīng)用中仍然存在一些需要注意的地方：

（1）二維Pn反演數(shù)據(jù)震中距的選取不應(yīng)過大，一般適宜選取震中距在2°～12°之間的Pn射線.更遠震中距的射線穿透得較深，合并反演會引入較大誤差.將Pn數(shù)據(jù)分成不同震中距范圍進行反演會降低反演數(shù)據(jù)覆蓋和分辨率.而三維反演中不同深度的結(jié)構(gòu)在反演中有互相影響，在一些區(qū)域的成像結(jié)果精度有所降低.

（2）應(yīng)注意反演參數(shù)的合理選取，比如阻尼因子、模型平滑度、網(wǎng)格劃分尺度等.阻尼系數(shù)的選取需要綜合考慮反演的穩(wěn)定性和分辨率.阻尼越高，圖像越平滑，但是反演模型速度異常偏小，速度分布特征尺度較大；過小的阻尼系數(shù)使得反演圖像速度異常過大，會出現(xiàn)與構(gòu)造無關(guān)的畸變.權(quán)衡曲線拐點法是一種方案，但拐點與選擇的數(shù)據(jù)區(qū)間相關(guān).在避免出現(xiàn)反演結(jié)果畸變的情況下，選擇較小的阻尼系數(shù)是層析成像研究中合理的阻尼選擇方法（Boyadzhiev et al., 2008; Foulger et al., 2013）.此外，反演網(wǎng)格的劃分對反演精度和分辨能力也有直接影響.網(wǎng)格劃分得過大，反演精度降低；網(wǎng)格劃分得過小，則對射線稀疏的區(qū)域約束不足.可發(fā)展多尺度非均勻網(wǎng)格的Pn成像方法，重新調(diào)整數(shù)據(jù)信息的分布，使其對參數(shù)模型的控制程度更合理，從而提高射線密集區(qū)域的反演分辨能力.

（3）各向異性結(jié)果對射線分布的要求較速度結(jié)果更高，因而在射線密度較低或者方位角分布嚴重不均勻的區(qū)域，各向異性反演結(jié)果的精度較低，應(yīng)避免對結(jié)果的過度解釋.

（4）波形反演方法在理論上可以獲取地震觀測數(shù)據(jù)所攜帶的更多地球深部結(jié)構(gòu)信息.現(xiàn)階段波形反演方法仍處于發(fā)展階段，還受到計算能力、反演參數(shù)復(fù)雜性等方面的制約.但隨著計算能力和反演方法的不斷發(fā)展，波形反演有潛力獲得更準確的地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)成像結(jié)果.

（5）地震數(shù)據(jù)的數(shù)量和質(zhì)量是地震層析成像質(zhì)量的根本，射線覆蓋優(yōu)勢也是Pn成像方法在地幔頂部結(jié)構(gòu)研究中具有優(yōu)勢的主要原因.因而，進一步提高射線覆蓋仍是后續(xù)成像研究需要不斷推進的重要方面.一方面應(yīng)在關(guān)鍵研究區(qū)域，尤其是地震臺站尚有欠缺的地區(qū)增加更多的觀測臺站；另一方面可以結(jié)合機器學(xué)習(xí)等震相識別技術(shù)，進一步增加可用震相數(shù)據(jù)，提高成像研究的精度和分辨能力.

附錄

續(xù)表1